- Sociedad Geológica de España

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ESTRUCTURA MAGNÉTICA DEL PLUTÓN GRANÍTICO DE VILLAVIEJA
DE YELTES (SALAMANCA)
D. Mellado 1, F. Álvarez Lobato 2 y M. Yenes 2
1
Instituto Geológico y Minero de España, C/ Azafranal 48 1º, 37002 Salamanca. [email protected]
Departamento de Geología, Facultad de Ciencias, Universidad de Salamanca, Plaza de la Merced s/n, 37008 Salamanca
2
Resumen: El plutón granítico de Villavieja de Yeltes se encuentra situado en la parte oeste de la
provincia de Salamanca, dentro de la Zona Centro Ibérica del Macizo Varisco. Este cuerpo forma
parte de los granitoides considerados tradicionalmente tardihercínicos. El estudio de sus propiedades
magnéticas demuestra que son materiales paramagnéticos, y que los principales portadores del
magnetismo son los filosilicatos (biotita, moscovita y clorita). La lineación magnética presenta una
orientación predominante N-S a NNE-SSO, preferentemente subhorizontal. La foliación magnética
presenta fundamentalmente planos subverticales norteados, que se adaptan al contorno del plutón en
los bordes este, sur y oeste. La zona central del plutón presenta una horizontalización de estos planos,
coincidente con un aumento de la anisotropía y la planaridad, lo que ha permitido definir una zona de
techo coincidente con el sinclinal de Villares de Yeltes en la cuarcita. Estos datos sugieren un
emplazamiento relacionado con la cuarta fase de la deformación varisca, a través de una grieta
extensional abierta por una cizalla N-S. La existencia de la Cuarcita Armoricana al sur del plutón
actuaría como barrera reológica impidiendo el ascenso del magma a niveles superiores. El
emplazamiento se habría producido en un contexto local extensional junto a la expansión lateral del
granito.
Palabras clave: Granitoide, anisotropía de susceptibilidad magnética, Cadena Varisca.
Abstract: The Villavieja de Yeltes granitic pluton is located in the western Salamanca province,
within the Centro-Iberian Zone of the Iberian Variscan Belt. This pluton belongs to the traditionally
considered late Variscan granites. An study of the magnetic properties shows that the granite is
paramagnetic and the phillosilicates (biotite, chlorite, muscovite) are the main magnetic holders.
Magnetic lineations show a dominant N-S to NNE-SSW orientation, with sub-horizontal lines. The
magnetic foliation has a sunvertical N-S orientation that follows the contour of the pluton in the east,
south and west edges. The core of the intrusion is characterized by the presence of sub-horizontal
foliations that coincides with an increase of the anisotropy and planarity. All these data suggest that
the emplacement took place during the fourth Variscan phase of deformation, along an extensional
structure related to a N-S shear zone. The Armorican Quartzite, located sout of the pluton, probably
acted as a rheological barrier that inhibited its ascent to shallower levels, and the Villares de Yeltes
syncline should form a roof zone in the core of the intrusion. Probably, the final emplacement took
place in a extensional local context with the lateral expanding of the magma.
Key words: Granitoid, anisotropy of magnetic susceptibility, Variscan belt.
Mellado, D., Álvarez Lobato, F. y Yenes, M. (2006). Estructura magnética del plutón de Villavieja de
Yeltes (Salamanca). Revista de la Sociedad Geológica de España, 19 (1-2): 43-58
Desde que en 1954, J.W. Graham utilizó por primera
vez el método de la Anisotropía de la Susceptibilidad
Magnética (ASM) en rocas, éste se ha constituido en un
útil rápido y preciso, para la determinación de la fábrica
preferente de algunos de los minerales que las
componen. Concretamente, en rocas graníticas, frente a
las dificultades para determinar la fábrica por métodos
tradicionales (medidas tomadas en el campo sobre
marcadores adecuados, estudio de láminas delgadas
orientadas, etc.), esta técnica permite un estudio
sistemático y relativamente rápido de la misma,
proporcionando, además de las orientaciones de la
fábrica (lineación y foliación), una serie de parámetros
cuantitativos que están relacionados con la
composición química y con la tasa de deformación
(Bouchez et al., 1990, Rochette et al., 1992, Yenes et
al., 1999).
En este contexto, se pretende estudiar el plutón
granítico de Villavieja de Yeltes, considerado tardío
respecto las principales fases de la deformación
varisca, situado al oeste de la provincia de Salamanca.
Este granito está bien conocido petrológicamente
(Carnicero, 1980; Carnicero et al., 1987) y presenta un
interés especial desde el punto de vista estructural por
su relación con la cizalla tardihercínica de JuzbadoPenalva do Castelo.
Los objetivos de este trabajo son conocer la
estructura interna del plutón, establecer un modelo de
Revista de la Sociedad Geológica de España, 19(1-2), 2006
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D. Mellado, F. Álvarez Lobato y M. Yenes
emplazamiento y determinar la relación de este cuerpo
granítico con los demás materiales presentes en la zona
y las distintas fases de deformación.
Situación geológica
El plutón de Villavieja se sitúa en la Zona CentroIbérica, y dentro de ella, en la Zona de los Pliegues
Verticales (Diez Balda et al., 1990). Los materiales
presentes son fundamentalmente metasedimentos
afectados por la Orogenia Varisca y rocas ígneas
relacionadas con esta orogenia (Fig. 1A). Es un plutón
de pequeña extensión (58 km2), con contactos netos,
circunscrito y alargado hacia el noreste, perteneciente
al grupo de los granitos de feldespato calcoalcalino
(López Plaza y Carnicero, 1987, Fig. 1B). Desde el
punto de vista textural se puede definir como un granito
porfídico de dos micas, de grano grueso, con
megacristales de feldespato potásico (Carnicero, 1980).
Si bien se pueden determinar variaciones en el tamaño
de grano y contenido de megacristales según las zonas,
no se han diferenciado facies dentro de este granito. Los
componentes mayoritarios son cuarzo, feldespato
potásico, plagioclasa, biotita y moscovita, presentando
como accesorios cordierita, andalucita, sillimanita,
apatito, rutilo, circón y escasos opacos. La cordierita,
principal representante de los silicatos alumínicos, se
encuentra siempre desestabilizada a agregados de
moscovita + biotita + clorita. La composición química
de este granito ha sido estudiada por Bea et al., (1987)
y Carnicero et al., (1987).
E l p l u t ó n d e Vi l l a v i e j a h a o r i g i n a d o u n
metamorfismo de contacto sobre los materiales del
Complejo Esquisto Grauváquico. Las cordieritas
formadas durante el metamorfismo de contacto definen
una lineación dominante paralela a los pliegues N-S de
plano axial vertical, desarrollados durante la cuarta fase
varisca (Carnicero et al.,1987).
Figura 1.- A) División en zonas del Macizo Ibérico (Julivert et al., 1972; Arenas et al., 1986; Farias et al., 1987; Crespo, 1989; Díez Balda et al.,
1990, Martínez Catalán et al., 1992). B) Esquema estructural de la zona de estudio, modificado de Villar et al. (1990).
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ESTRUCTURA DEL PLUTÓN DE VILLAVIEJA DE YELTES
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Figura 2.- Esquema geológico del granito de Villavieja de Yeltes y encajante. Modificado de la hoja MAGNA 1:50.000 (Escuder et al., 2000), con
la situación de las estaciones de muestreo.
No se han realizado dataciones absolutas en el
Granito de Villavieja, pero García Garzón y Locutura
(1981) datan el granito de Villar del Ciervo, situado al
sur (Fig. 1B), en 284 ± 8 m.a. mediante el método Rb/
Sr. Considerando el origen común establecido por
Carnicero et al. (1987) y las similitudes petrológicas y
texturales (Escuder et al., 2000), esta edad puede
considerarse aceptable para el Granito de Villavieja.
Los materiales que aparecen rodeando al plutón de
Villavieja son (Figs. 1B y 2):
1. Al norte y noroeste afloran distintos tipos de
granitoides prevariscos y el granito de Yecla de
Yeltes, sinorogénico con la fase 2 de la deformación
varisca (López Plaza y Carnicero, 1987).
2. Al sureste aparecen los materiales del Complejo
Esquisto Grauváquico (Precámbrico superior,
Rodríguez Alonso, 1985; Díez Balda, 1986).
3. Al suroeste afloran los metasedimentos ordovícicos
del Sinclinal de Sequeros – Ahigal de los Aceiteros
(García de Figuerola, 1971), formado por la Cuarcita
Armoricana y pizarras de edad ordovícica.
La Orogenia Varisca es el evento que configura la
estructura presente en la zona. Todas las rocas ígneas y
metamórficas se encuentran afectadas por esta
orogenia, incluso los granitos más tardíos. En la
primera fase de la deformación Varisca (D 1) se produce
un engrosamiento cortical con pliegues subverticales,
de longitudes de onda de varios kilómetros y dirección
predominante NO-SE a E-O. Estos pliegues llevan
asociada una foliación subvertical (Díez Balda, 1986).
En la zona del estudio, al sur y este de Villavieja pueden
observarse abundantes estructuras debidas a esta fase
de deformación. Entre ellas destacan el sinclinal
formado por la Cuarcita Armoricana al sur de
Villavieja, que se interpreta como la continuación del
Sinclinal de Sequeros – Ahigal de los Aceiteros, y el
sinclinal de Villares de Yeltes, dibujado en cartografía
por las intercalaciones conglomeráticas del Complejo
Esquisto Grauváquico al este de Villavieja (Fig. 2).
Durante esta fase, se alcanzaron unas condiciones de
metamorfismo regional de grado bajo, que en algunas
zonas alcanzó un grado medio. Se pueden distinguir las
zonas de la clorita, biotita, almandino y estaurolita.
Este metamorfismo M 1 alcanzó su máximo en el inicio
de la segunda fase de deformación varisca D 2 (Díez
Balda, 1986).
Durante la segunda fase se produce un colapso
extensional mediante zonas de cizalla. El
adelgazamiento cortical y la caída de presión que lleva
asociada, van a dar lugar a la formación y ascenso de
magmas (Díez Balda, 1986, Díez Balda et al., 1992).
En este momento se alcanza el pico metamórfico y
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D. Mellado, F. Álvarez Lobato y M. Yenes
comienza una caída de presión que desestabiliza la
estaurolita hasta alcanzar un metamorfismo M 2 de baja
presión caracterizado por la presencia de andalucitasillimanita. Se desarrolla en esta fase una esquistosidad
S2 subhorizontal.
La tercera fase de deformación varisca (D3) es un
episodio compresivo con acortamiento máximo en
dirección NNE-SSO, que origina suaves antiformas y
sinformas de dirección N100ºE a N120ºE y plano axial
subvertical, que llevan asociado un clivaje de
crenulación S 3 poco desarrollado, el cual aparece en
zonas con una S2 bien definida. Asociadas a esta tercera
fase, aparecen varias zonas de cizalla dúctiles
subverticales senestras de dirección N70º E, como la
Cizalla de Juzbado-Penalva do Castelo (Villar Alonso
et al., 1992) y otras dextras de dirección N120º E, como
la Cizalla de Villalcampo (González Clavijo et al.,
1991), Fig. 1B. Ambos sistemas podrían considerarse
como conjugados, coincidiendo las direcciones y
movimientos con el acortamiento citado anteriormente
(Díez Balda, 1986, Diez Balda et al., 1990). Villar
Alonso et al. (1992) asigna a la cizalla de Juzbado Penalva una edad post-D 3 argumentando que el
antiforme de Martinamor, estructura generada en la
tercera fase, está desplazado por esta cizalla.
La cuarta fase de deformación varisca, D4, origina
pequeños pliegues angulares en las pizarras y pliegues
laxos de longitud de onda decimétrica en las
formaciones cuarcíticas (Villar Alonso et al., 1992).
Estos pliegues tienen planos axiales subverticales de
dirección N-S a N20ºE y crenulan a las filonitas de la
Zona de Cizalla de Juzbado – Penalva do Castelo. Al
norte de Villavieja de Yeltes, Villar Alonso et al. (1992)
han definido cizallas dextras D4 con dirección N-S,
como la que pliega la traza de la Zona de Cizalla de
Juzbado – Penalva (Fig. 1B). Estas cizallas verticales,
de anchura métrica a decamétrica, presentan
d i r e c c i o n e s v a r i a b l e s ( Vi l l a r et al., 1 9 9 2 ) ,
predominando en la zona del estudio las norteadas. En
Portugal, al oeste de la zona de estudio, Valle Aguado
et al. (2000) y Azevedo et al. (2000) interpretan la
formación de las estructuras D 4 en la terminación de la
Cizalla de Juzbado-Penalva para acomodar el
movimiento realizado por la cizalla.
Análisis de las microestructuras de deformación
E n e l G r a n i t o d e Vi l l a v i e j a n o h a p o d i d o
determinarse a escala de afloramiento la presencia de
estructuras de deformación en estado sólido. Sin
embargo, a escala microscópica pueden observarse
algunas microestructuras que indican la existencia de
una ligera deformación en estado sólido. La
distribución de microestructuras de deformación es
bastante uniforme en todo el Granito de Villavieja, sin
e m b a rg o s e p u e d e a p r e c i a r , u n a u m e n t o d e
deformación en las muestras localizadas en la parte
centro-este.
Deformación en cuarzos: de forma general, en todas las
Revista de la Sociedad Geológica de España, 19(1-2), 2006
láminas delgadas estudiadas aparece el cuarzo
deformado en estado sólido, evidenciado por
extinciones ondulantes y, en algunos casos, aparición
de bordes rugosos y formación de subgranos (Fig. 3C).
Deformación en filosilicatos: aparecen con extinciones
ondulantes abundantes y en las láminas de mayor
deformación, microkinks. Estas microestructuras de
deformación son más frecuentes en la moscovita que en
la biotita ya que, de forma general, el mayor tamaño de
la moscovita favorece una deformación mayor (Fig.
3A). Por otro lado, aparece frecuentemente clorita,
como mineral procedente de la biotita. Tribe y
D’Lemos (1996) explican este tipo de transformaciones
como consecuencia de deformación a baja temperatura.
Deformación en feldespatos: las principales
microestructuras de deformación que aparecen en
feldespatos son extinciones ondulantes (Fig. 3D),
desarrollo de mirmequitas (Fig. 3B) y aparición de
maclas tipo Carsbald y polisintéticas. Estas estructuras
han sido desarrolladas a temperaturas altas a medias
(Simpson, 1985; Simpson y Wintsch, 1989; Hibbard,
1987; Pryer, 1993; Aranguren, 1993; Neves et al ,
2003).
En el granito de Villavieja no se han encontrado
estructuras desarrolladas en estado intermedio, esto se
puede atribuir a las pequeñas dimensiones y a las
características composicionales del Granito de
Villavieja, de forma que el magma, bastante viscoso,
hubiese cristalizado de un modo rápido, impidiendo el
desarrollo de estructuras en el estado intermedio. Este
enfriamiento rápido explica la mayor deformación en la
zona centro-este del granito, en la que la presión del
magma subyacente afectase a una zona ya cristalizada,
produciendo deformación en estado sólido.
Por otro lado, en el Granito de Yecla aparece una
deformación en estado sólido más elevada (Fig. 3F),
caracterizada por recristalización completa y
reorientación de granos de cuarzo (Fig. 3E), extinción
ondulante, pandeo y formación de microkinks en
biotitas y moscovitas, y formación de maclas,
extinciones ondulantes, desarrollo de estructuras de
desmezcla y recristalización reorientada en feldespatos.
En este granito, la deformación en estado sólido es
visible a escala de afloramiento, marcada por una
orientación preferente y aplastamiento de los
minerales.
Análisis de ASM
El análisis de ASM se fundamenta en que cuando un
cuerpo es sometido a un campo magnético inductor H, se
obtiene una imantación inducida M. La inducción
generada depende de la temperatura y la intensidad del
campo magnético. Tarling y Hrouda (1993) establecen
que a temperatura ambiente y en un campo magnético
débil (<1mT), la relación entre M y H es lineal,
existiendo una constante de correlación K
ESTRUCTURA DEL PLUTÓN DE VILLAVIEJA DE YELTES
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Figura 3.- Análisis de microestructuras en láminas delgadas. A) Microkinks en moscovita. B) Desarrollo de mirmequitas en feldespato potásico. C)
Deformación en estado sólido de cuarzos, con extinciones ondulantes. D) Extinción ondulante en plagioclasas. Las láminas A, B, C y D, tomadas en
el Granito de Villavieja. E) Recristalización completa y reorientación de cuarzos en el Granito de Yecla. F) Deformación en estado sólido en el
Granito de Yecla.
(susceptibilidad magnética, Daly, 1970), que en un
cuerpo anisótropo debe expresarse como un tensor de
segundo orden (M i = K ij x Hj ), cuya representación
gráfica es un elipsoide. Para el estudio de ASM se calcula
el valor de K en cada una de las direcciones que definen
los ejes principales del elipsoide, obteniéndose así un
valor de Kmax=K 1, Kint =K2 y K min=K3. La diferencia de
intensidad de los tres semiejes permite establecer la
anisotropía de susceptibilidad magnética (ASM).
Los parámetros direccionales obtenidos de los
estudios de ASM se interpretan a partir de la relación
entre la fábrica magnética, obtenida del elipsoide de
ASM y la fábrica definida por la orientación preferente
de los minerales que constituyen las rocas ígneas.
Varios autores han demostrado que la foliación
magmática es equivalente a la foliación magnética y la
lineación magmática es equivalente a la lineación
magnética (Rousset y Daly, 1969; Launeau, 1990;
Bouchez et al., 1990, Rochette et al.,1992).
Se ha realizado un muestreo en 60 estaciones, de las
cuales 52 corresponden al Granito de Villavieja y 8 al
Granito de Yecla, tomadas para observar la diferencia
de la estructura interna de ambos granitos (Fig. 2). La
superficie cubierta por el muestreo del Granito de
Villavieja ha sido de 58,07 km2, por lo que se obtiene
una densidad de muestreo de 0,9 estaciones / km 2. En
cada estación se han tomado dos cilindros de muestra,
que a su vez se han dividido en dos, obteniendo un total
de cuatro muestras para la estación. Las características
petrográficas del Granito de Villavieja, de grano grueso
a muy grueso, con abundantes megacristales de
feldespato alcalino, así como la presencia de cristales
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D. Mellado, F. Álvarez Lobato y M. Yenes
de cordierita han causado una disminución de la
homogeneidad de muestreo, que puede suponer una
dispersión en los datos obtenidos (Tabla I).
Las mediciones de ASM se han realizado mediante
el susceptómetro Kappabridge KLY-2, que trabaja en
campo magnético débil (4 x 10 -4 T, 920 Hz). Se ha
medido la susceptibilidad de cada muestra para obtener
el tensor de segundo orden que define el elipsoide de
ASM, las intensidades de los ejes del elipsoide, así
como su orientación referida a la muestra y al norte
geográfico. Las direcciones de los ejes K 1, K 2 y K3 se
han representado en una plantilla estereográfica
equiareal, en el hemisferio inferior.
Susceptibilidad Magnética Media (Km )
Es la media aritmética de las magnitudes de
susceptibilidad magnética correspondiente a cada uno de
los ejes del elipsoide de ASM (Km = (K1 + K2 + K3) / 3). Se
ha determinado que existe una relación directa entre el
valor de Km y el contenido en hierro de la roca. Varios
autores han observado buenas correlaciones entre los mapas
de isovalores de Km y las distintas facies petrográficas (Diot
et al.,1987; Amice y Bouchez, 1989; etc).
Los valores de susceptibilidad magnética obtenidos
oscilan entre 16 x 10 -6 SI y 100 x 10-6 SI. Debemos
asumir que los valores son fundamentalmente
paramagnéticos a partir de la mineralogía del Granito
de Villavieja estudiada en lámina delgada, permitiendo
atribuir a la biotita fundamentalmente y en menor
proporción, moscovita y clorita, la susceptibilidad de la
roca. En la disposición de valores de susceptibilidad
magnética dentro del plutón de Villavieja, se aprecia
cierta tendencia a una zonación concéntrica normal,
presentando los valores de Km inferiores en las zonas
centrales, y aumentando hacia la periferia (Fig. 4).
Aunque únicamente con el estudio petrográfico no se
puede afirmar una ausencia total de minerales
ferromagnéticos (Román Berdiel et al , 2004), la
contribución de los mismos en pequeñas cantidades no
modificarían la correlación entre la fábrica magmática
y magnética (Pignotta y Benn, 1999).
La cordierita presenta una anisotropía
magnetocristalina inversa, por lo que puede dar lugar a
inversiones de los ejes K1 y K 3 (Amice et al., 1991). En
cualquier caso, todas las cordieritas encontradas en el
Granito de Villavieja, se encuentran desestabilizadas y
transformadas en pinnita y clorita. Esto supone un efecto
Figura 4.- A) Mapa de isovalores de K m. B) Histograma de frecuencia del valor Km para el Granito de Villavieja. C) Representación del valor de Vk
frente al porcentaje acumulado de estaciones.
Revista de la Sociedad Geológica de España, 19(1-2), 2006
ESTRUCTURA DEL PLUTÓN DE VILLAVIEJA DE YELTES
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Tabla I.- Estaciones de medida y datos de susceptibilidad magnética.
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50
D. Mellado, F. Álvarez Lobato y M. Yenes
Figura 5.- A) Representación de los valores α95K1 frente a α95K3, donde se observan las zonas con disposición planar, linear, plano-linear y sin
fábrica magnética preferente. Se muestran los estereogramas de estaciones tipo para cada una de las zonas. B) Gráfico del grado de anisotropía Pp%
frente a los conos de confianza α95K1, α 95K3 . Para valores de Pp % mayores de 3% los valores α95 son mayoritariamente menores de 40º.
Revista de la Sociedad Geológica de España, 19(1-2), 2006
ESTRUCTURA DEL PLUTÓN DE VILLAVIEJA DE YELTES
de dispersión de la fábrica magnética que debe ser tenido
en cuenta en el análisis de los datos. En la figura 4 se
muestra el mapa de isovalores de Km realizado con los
datos correspondientes a cada estación.
Se ha calculado la variabilidad media (V k) de la
susceptibilidad mediante la expresión (Leblanc et al.,
1994, Yenes et al., 1999):
donde n es el número de muestras por estación, Ki es la
susceptibilidad en cada muestra y K es la susceptibilidad
media de la estación, calculada como media aritmética
de todas las muestras que componen la estación. La
variabilidad media es de 17,3 % para las 60 estaciones de
muestreo. Se ha establecido un valor máximo de Vk=25%
para admitir las dispersiones como aceptables. En el caso
del Granito de Villavieja, Vk es menor que 25% en un
80,0% de las estaciones (Fig. 4C).
La fiabilidad de los resultados ha sido comprobada
mediante la función de probabilidad de Fischer (1953),
que calcula la dirección media en cada estación y
proporciona el cono de confianza a95 . Este es uno de los
métodos más comunes empleados para calcular la
dirección media del tensor K. A pesar de que los ejes
p r i n c i p a l e s d e l e l i p s o i d e d e ASM no siguen
necesariamente una distribución unimodal, este método
produce resultados aceptables (Ernst y Pearce, 1989;
Román Berdiel et al., 1995a; Yenes et al ., 1999).
Ninguno de los otros métodos propuestos (ver
recopilación en Tarling y Hrouda, 1993) consigue un
tratamiento estadístico óptimo de los datos
direccionales. De acuerdo con este método, se calcula
un cono de confianza α 95 para los ejes K 1 y K 3,
considerándose aceptables valores menores de 40º
(Yenes et al., 1999).
El análisis de datos estudiados muestra los
siguientes grupos (Fig. 5A):
- 37 estaciones con α95 K1 < 40º, α95 K3 < 40º: fábrica
plano-linear.
- 4 estaciones con α95 K1 > 40º, α95 K3 < 40º: fábrica
planar.
- 14 estaciones con α95 K1 < 40º, α95 K3 > 40º: fábrica
linear.
- 5 estaciones con α 95K 1 > 40º, α 95K 3 > 40º: no
definen fábrica: estaciones eliminadas
(Ver en tabla anexa de datos).
Las estaciones correspondientes al Granito de
Yecla, con una importante deformación en estado
sólido, presentan conos de confianza bajos, con
fábricas planolineares o lineares muy bien definidas,
sin embargo, la dispersión de datos es más elevada en
el Granito de Villavieja, correspondiendo a este
granito las 5 muestras eliminadas. También en este
caso son más abundantes las fábricas planares y
planolineares (aunque también presentan fábricas más
planares que lineares).
51
Se ha comprobado la dependencia entre el grado
de anisotropía P p% y los conos de confianza (Leblanc
et al., 1992; 1994; Yenes et al., 1999). De este modo,
se comprueba que al aumentar la anisotropía de la
fábrica magnética, los datos direccionales están
mejor definidos. Los valores de P p% superiores a 3,
se corresponden en bastantes casos con conos de
confianza (α95) inferiores a 40º, lo que indica que
cuanto mayor es la anisotropía de la fábrica, mejor es
la definición de los datos direccionales (Fig. 5B).
Los conos de confianza mayores de 40º en estaciones
con
P p%
mayor
que
3
corresponden
fundamentalmente al eje K 3, indicando, de nuevo,
una menor definición del carácter planar frente al
linear.
Existe una relación directa entre la variabilidad de
Km y la textura del granito, debido a que el cuarzo y el
feldespato poseen susceptibilidades inferiores a la
biotita. Así, un granito de grano fino, más homogéneo,
presenta variabilidades de K m inferiores a las que puede
presentar un granito de grano grueso o porfídico. El
Granito de Villavieja presenta un grano muy grueso,
con abundantes megacristales de feldespato, que
pueden disminuir considerablemente el valor de la
susceptibilidad de la muestra que los contenga. De la
misma manera, la presencia de cristales de cordierita
desestabilizada a clorita + biotita + moscovita puede
aumentar el valor de la susceptibilidad en la muestra
que las contenga.
Grado de anisotropía o Anisotropía Total (Pp%)
Se define como la relación entre los ejes máximo y
mínimo del elipsoide de ASM (Nagata, 1961), definido
por la siguiente expresión:
El Granito de Villavieja presenta un P p% medio
de 2,8%, máximo de 5,7% y mínimo de 1,6%, por lo
que las tasas de anisotropía pueden considerarse
debidas al carácter magmático de la fábrica, ya que
cuando existen deformaciones importantes en estado
sólido, el grado de anisotropía Pp % es superior al 4%
(Leblanc et al., 1994; Bouchez y Gleizes, 1995;
Yenes et al., 1999). Este hecho se constata en el
Granito de Yecla, con un valor medio de P p% de 5,9%
debido a la deformación en estado sólido, muy
superior a los valores obtenidos en el Granito de
Villavieja.
En el mapa de isovalores de P p% del plutón de
Villavieja (Fig. 6A), se observa que existe una zona
alargada en dirección NE-SO en la parte centro-este,
donde se produce un aumento considerable de los
valores de P p %, alcanzando el valor máximo de
5,7%. Este aumento de P p% coincide con una zona de
Revista de la Sociedad Geológica de España, 19(1-2), 2006
52
D. Mellado, F. Álvarez Lobato y M. Yenes
Figura 6.- A), B) y C) Mapa de isovalores de los parámetros P p%, FS p% y LSp% , donde se observa el aumento de la anisotropía en la franja central
NE-SO para el Granito de Villavieja. D) Histograma de frecuencia del parámetro Pp %.
anisotropía planar FS p% muy elevada, (Fig. 6B),
mientras que la anisotropía linear LS p% presenta una
zona de mínimo (Fig. 6C). Estos valores indican que
en esta zona centro-este se habría producido
deformación en estado sólido (Leblanc et al., 1994;
Bouchez y Gleizes, 1995; Yenes et al., 1999).
Datos direccionales
Las direcciones de lineación magnética en el Granito
de Villavieja son preferentemente norteadas y con bajas
inmersiones, presentando en un intervalo de direcciones
N-N20ºE un 27,9% de las estaciones, entre N20ºE-N40ºE
un 13,9% y entre N160ºE-N180ºE un 27,9%,
correspondiendo a otras direcciones dispersas las restantes
estaciones. El vector medio de la lineación magnética es
preferentemente subhorizontal, presentando una
inclinación menor de 20º en el 58,1% y menor de 40º en el
83,7% del total de las estaciones (Fig. 7A).
La orientación de los planos magnéticos se puede
agrupar bajo una tendencia generalizada de planos
norteados subverticales, que presentan un buzamiento
mayor de 50º un 48,6% de las estaciones. Se observa
que se orientan en la zona central del plutón de manera
concéntrica y en los bordes del mismo, adaptándose a
ellos (Fig. 7B). La coexistencia de valores subverticales
y subhorizontales en zonas próximas del granito pueden
ser explicadas según los siguientes puntos:
- Existencia de irregularidades previas en la
morfología del encajante.
- Variaciones de la cota topográfica de observación.
- Irregularidades locales de flujo magmático.
En la zona norte del Granito de Villavieja, se
observa que la tendencia de las líneas y planos no se
adapta al contacto del plutón sino que choca contra él.
Revista de la Sociedad Geológica de España, 19(1-2), 2006
Este hecho se ha interpretado como una continuidad del
Granito de Villavieja bajo el Granito de Yecla de Yeltes,
manteniendo la dirección SSO-NNE que se observa en
la parte aflorante del plutón.
En la zona central del Granito de Villavieja se nota
un cambio de tendencia en el buzamiento de los planos
magnéticos, pasando de ser subverticales a
subhorizontales. Este cambio coincide con un aumento
i m p o r t a n t e e n e l g r a d o d e a n i s o t r o p í a P p% , y
particularmente de la planaridad definida por FSp%.
En el Granito de Yecla, la dirección de la lineación
se sitúa de forma preferente entre N120ºE y N150ºE.
La inclinación es escasa, menor de 20º en todos los
casos. Estas orientaciones son compatibles con la
deformación en estado sólido descrita en estos granitos
(López Plaza y Carnicero, 1987). La reorientación por
esta deformación de las biotitas proporciona un
elipsoide magnético compatible con el elipsoide de la
deformación tal y como se ha observado en otros casos
(Rousset y Daly, 1969; Launeau, 1990; Bouchez et al.,
1990, Rochette et al., 1992).
Asimismo, los planos magnéticos presentan una
dirección N120ºE-N150ºE, coincidente con la
orientación general del granito, generada por
deformación en estado sólido. La lineación y foliación
magnética de la estación nº 11, no coinciden con las que
presentan el resto de muestras del Granito de Yecla, lo
que puede deberse a una deformación en el granito
causada por la zona de Cizalla de Juzbado-Penalva.
Discusión y conclusiones
A partir de las fábricas magnéticas y del estudio de
las microestructuras del plutón granítico de Villavieja
de Yeltes, se ha establecido un modelo que supone un
ESTRUCTURA DEL PLUTÓN DE VILLAVIEJA DE YELTES
53
Figura 7.- Mapas de lineaciones magnéticas y foliaciones magnéticas, con las correspondientes representaciones estereográficas.
Revista de la Sociedad Geológica de España, 19(1-2), 2006
54
D. Mellado, F. Álvarez Lobato y M. Yenes
Figura 8.- Mapa esquemático de la estructura en la zona de Villavieja de Yeltes y perfil del mismo, donde se observa la zona de máximo aplastamiento en el techo del Granito de Villavieja coincidiendo con el sinclinal de Villares de Yeltes y la continuación del Granito de Villavieja bajo el
Granito de Yecla. Modificado de Escuder et al. (2000).
Revista de la Sociedad Geológica de España, 19(1-2), 2006
ESTRUCTURA DEL PLUTÓN DE VILLAVIEJA DE YELTES
avance en el conocimiento del plutón. Es posible
asumir, con las limitaciones adecuadas, que la
estructura interna del plutón en superficie es un reflejo
de su forma y de la cinemática de su emplazamiento.
E l G r a n i t o d e Vi l l a v i e j a p r e s e n t a u n a s
características, tanto petrológicas como estructurales,
propias de granitos emplazados en niveles estructurales
elevados. Asimismo, el carácter leucocrático de este
granito, establecido también por el contenido en hierro
que se deduce tanto de los análisis químicos realizados
por Bea et al., (1987) y Carnicero et al., (1987), como
del análisis de ASM, junto con la edad relativa del
plutón, son hechos que pueden indicar que se trata de
un magma evolucionado que se emplazaría de modo
tardío en la parte superior de la corteza. A este respecto,
resulta significativo la ausencia de estructuras de
deformación generadas en estado intermedio, las
pequeñas dimensiones del plutón y el hecho de que el
metamorfismo de contacto producido sobre las
metapelitas del Complejo Esquisto-Grauváquico sea
muy reducido. Estos hechos pueden corroborar un
enfriamiento muy rápido del magma.
El estudio de la estructura del granito se ha
realizado fundamentalmente a partir de los datos
direccionales obtenidos mediante la técnica de ASM.
Las fábricas magnéticas obtenidas muestran una
estructuración magmática del plutón caracterizada por
unos planos de flujo magmático subverticales, con
buzamiento elevado y dirección norteada y unas
direcciones de flujo magmático preferentes N20ºE a
N40ºE, con suave inclinación hacia el norte.
En los bordes este, sur y oeste del plutón, se observa
la adaptación de la orientación de los planos a la
geometría del contacto, lo que puede interpretarse
como un efecto de pared debido a la presión del magma
sobre los materiales encajantes. Sin embargo, en la zona
norte del Granito de Villavieja, se observa que la
tendencia de las líneas y planos no se adapta al contacto
del plutón sino que choca contra él (Fig. 8). Este hecho
sugiere una continuidad del Granito de Villavieja
debajo del Granito de Yecla de Yeltes, manteniendo la
dirección SSO-NNE que se observa en la parte
aflorante del plutón.
Otro hecho relevante es la existencia de planos
magmáticos subhorizontales en algunos sectores de la
parte central del plutón. Este cambio coincide con un
aumento importante en el grado de anisotropía P p%, y
particularmente la planaridad definida por el parámetro
FS p% (Fig. 5). Estas zonas pueden ser interpretadas
como el efecto de techo generado en la cúpula granítica,
al incidir el magma sobre un material encajante que
actuó de barrera. A este respecto resulta especialmente
significativa la coincidencia de estas zonas con mayor
planaridad con la prolongación del Sinclinal de Villares
de Yeltes, observable en los materiales del Complejo
Esquisto Grauváquico. Si bien sería posible atribuir
estos hechos a una deformación D 4, ésta sería más
generalizada y no tan localizada como aparece en el
granito de Villavieja.
55
La interpretación de la estructura regional indica
que la capa de la Cuarcita Armoricana, situada
estratigráficamente por encima del Complejo Esquisto
Grauváquico, adoptaría la forma sinclinal definida en
el Sinclinal de Villares de Yeltes, en una posición
topográfica superior al nivel de afloramiento actual, por
lo que se puede establecer que el magma granítico
chocó con la Cuarcita Armoricana, que posteriormente
hubiese sido denudada (Fig. 8). El comportamiento de
la Cuarcita Armoricana como una barrera reológica,
impidiendo el ascenso del magma granítico a niveles
superiores ha sido puesto de manifiesto en otros
trabajos sobre emplazamiento de granitos (Yenes et al.,
1999) y concuerda con modelos de emplazamiento
propuestos por otros autores (Lagarde et al. 1990).
Aunque no se han encontrado evidencias, las
direcciones de flujo determinadas y la presencia de la
cuarcita armoricana permiten sugerir que el conducto
de alimentación podría estar situado en la parte centralsur del plutón, según se muestra en la figura 8.
La formación y ascenso de los magmas que han
dado lugar a los cuerpos graníticos presentes en la zona
tiene lugar durante el engrosamiento cortical y la
posterior tectónica extensional desarrollados en las
primeras fases variscas.
Durante la fase D 3 en la zona de estudio se
desarrolla la Zona de Cizalla de Juzbado-Penalva (Fig.
9), un cizallamiento dúctil de dirección N70ºE, con un
buzamiento entre 55º y 75º al sur, que presenta una
longitud de más de 150 Km. y cuyo desplazamiento se
ha establecido en al menos 65 Km. (Villar et al., 1992).
Al norte del plutón de Villavieja, la cizalla actúa
deformando el Granito de Yecla, emplazado durante D3.
Más tarde, las cizallas dextras de dirección N-S
desarrolladas durante D 4, van a deformar la cizalla de
Juzbado – Penalva, generando en una zona previamente
debilitada la apertura de una grieta de dirección NNE –
SSO (Fig. 9). La ascensión de los magmas graníticos
desde la zona de generación (corteza inferior) hasta
niveles estructurales elevados, como es el caso del
plutón de Villavieja, no puede realizarse por una simple
ascensión diapírica que atraviese un encajante frío
(Marsh, 1982). Actualmente, en general, se acepta que
el mecanismo más eficiente para transportar magma a
través de la corteza es el de propagación de diques
(Clemens y Mawer, 1992). Según estos autores, el
magma ascendería por fracturas previas que son
reactivadas. Estas fracturas presentarían en la zona de
estudio, una dirección NNE-SSO, y estarían
reactivadas por las zonas de cizalla N-S desarrolladas
durante la fase de deformación D 4.
El emplazamiento del magma parece estar
condicionado por la existencia de una barrera
reológica, definida por la Cuarcita Armoricana que
impide la ascensión del magma a niveles corticales
superiores. Al llegar a este nivel, el magma rellena el
espacio que está generando el desarrollo de la grieta
de extensión y se emplaza con líneas de flujo paralelas
a la dirección de alargamiento, N20ºE a N40ºE. La
Revista de la Sociedad Geológica de España, 19(1-2), 2006
56
D. Mellado, F. Álvarez Lobato y M. Yenes
Figura 9.- Esquema del emplazamiento del Granito de Villavieja de Yeltes: 1) Formación de la Zona de Cizalla de Juzbado-Penalva (ZCJP) durante
la fase D3 . 2) Plegamiento de ZCJP e inicio de apertura de la grieta extensional durante D4. 3) Inicio del emplazamiento del Granito de Villavieja. 4)
Emplazamiento final del Granito de Villavieja. (Ver texto para explicación completa).
orientación del flujo no depende tanto de los esfuerzos
tectónicos generales como de la adaptación del magma
a la geometría del espacio que se está creando (Brun y
Pons, 1981, Román Berdiel et al., 1995b, Neves et al.,
2003). Es destacable el hecho de que estas mismas
direcciones han sido puestas de manifiesto en distintos
granitoides variscos de la Zona Centro-Ibérica (Yenes
et al., 1999; García López-Davalillo, 1993, entre
otros).
Además, la forma final del plutón debe ser
consecuencia en alguna medida de la expansión lateral
del magma en el nivel del emplazamiento. Esta
expansión se realiza a favor de discontinuidades
tendidas, como la estratificación de
los
metasedimentos o los planos de esquistosidad S2, que
pueden actuar como superficies de anisotropía,
adoptando el plutón la forma final de sill o lacolito
típico de los plutones tardíos emplazados en niveles
epizonales (Román Berdiel et al., 1995b; Yenes et al.,
1999).
Se puede sugerir que el espacio necesario para el
emplazamiento del plutón granítico de Villavieja habría
sido generado, por lo tanto, por una combinación de la
apertura de la grieta extensional con un mecanismo de
expansión lateral del magma. El flujo magmático
estaría controlado fundamentalmente por la geometría
Revista de la Sociedad Geológica de España, 19(1-2), 2006
del espacio que se está creando, siendo menos
importante la fuerza ascensional y el empuje del propio
magma. La interacción del flujo magmático con los
materiales del encajante dan lugar a anisotropías
magmáticas por efecto de pared en los bordes este, sur
y oeste del plutón, así como la zona de techo definida
en la parte central del mismo.
El escaso metamorfismo de contacto producido en
los materiales del Complejo Esquisto-Grauváquico,
formando blastos de cordierita, permite deducir un
enfriamiento rápido del magma. La orientación N-S de
estos minerales pone de manifiesto la continuación de
los esfuerzos de D4 durante este periodo. De la misma
manera, la deformación en estado sólido observada en
los granitos también es evidencia de estos esfuerzos
posteriores a la cristalización, lo que permite establecer
la relación temporal entre el ascenso, el emplazamiento
del magma y la Orogenia Varisca.
Agradecimientos.
Queremos agradecer a la Dra. Asunción Carnicero GómezRodulfo el asesoramiento y apoyo prestado durante toda la
realización del trabajo y a los Dres. Teresa Román Berdiel y
José María Tubía por sus revisiones y críticas, que han
contribuido a mejorar el presente trabajo.
ESTRUCTURA DEL PLUTÓN DE VILLAVIEJA DE YELTES
Referencias.
Amice, M. y Bouchez, J.L. (1989) : Susceptibilité magnétique
et zonation du batholite de Cabeza de Araya (Extremadura,
Espagne). Contes Rendus Académie Sciences Paris, Série II,
308 : 1171-1178.
Amice, M., Bouchez, J. L., Aranguren, A., Álvarez, F. y
Vigneresse, J. L. (1991) : El batolito granítico de Cabeza de
Araya (Extremadura): comparación de sus estructuras
magmáticas y magnéticas. Boletín Geológico y Minero, 102
(3): 455-471.
Aranguren, A. (1994): Estructura y cinemática del emplazamiento de los granitoides del Domo de Lugo y del Antiforme
del Ollo de Sapo. Laboratorio Xeolóxico de Laxe, Serie
Nova Terra, 10: 237 p.
Azevedo, M.R., Valle Aguado, B., Schaltegger, U., Nolan, J.,
Medina, J.G., Martins, M.E.R. y Pinto, M. (2000): U-Pb
determinations of Variscan granitoids date the activity of the
Juzbado – Penalva do Castelo Shear Zone. Variscan –
Appalachian Dynamic:The Building of the Upper Paleozoic
basement. Basement Tectonics 15, A Coruña, Spain.
Bouchez, J.L. y Gleizes, G. (1995) : Two-Stage deformation of
the Mont-Louis-Andorra granite pluton (Variscan Pyrenées)
inferred from magnetic susceptibility of anisotropy. Journal
Geological Society London, 152: 669-679.
Bea, F., Sánchez González De Herrero, J.G. y Serrano Pinto,
M. (1987). Una compilación geoquímica (elementos mayores) de los granitoides del Macizo Hespérico. En: Geología
de los granitoides y rocas asociadas del Macizo Hespérico
(Libro homenaje a L.C. García de Figuerola) (F. Bea, A.
Carnicero, J.C. Gonzalo, M. López Plaza y M.D. Rodríguez
Alonso, Eds.), Rueda, Madrid, 87-193.
Bouchez, J.L., Gleizes, G., Djouaidi, T. y Rochette, P. (1990) :
Microestructure and magnetic susceptibility applied to
emplacement kinematics of granites: The example of the
Foix pluton (French Pyrenees). Tectonophysics, 184:157171.
Brun, J.P. y Pons, J. (1981) : Strain patterns emplacement in a
crust undergoing non-coaxial deformation, Sierra Morena,
Southern Spain. Journal of Structural Geology, 3: 219-229.
Carnicero Gómez-Rodulfo, A. (1980): Estudio petrológico del
metamorfismo y los granitoides entre Cipérez y Aldea del
Obispo (W de la provincia de Salamanca). Tesis doctoral,
Univ. de Salamanca, 202 p.
Carnicero Gómez-Rodulfo, A., López Plaza, M. y Delgado,
J.C. (1987): Estudio petrológico del Granito de Villavieja de
Yeltes- Salamanca. Mem. Mus. Labor. Miner. Geol. Fac.
Ciências do Porto, 1: 21-37.
Clemens, J.D. y Mawer, C.K. (1992): Granitic magma
transport by fracture propagation. Tectonophysics, 204: 339360.
Daly, L. (1970) : Etude des propiétes manétiques des roches
métamorphiques ou simplement tectonisées. Tesis, Univ.
Paris. 340 p.
Díez-Balda, M. A. (1986): El complejo esquisto grauváquico,
las series paleozoicas y la estructura hercínica al sur de
Salamanca. Editorial Univ. de Salamanca 162 p.
Díez-Balda, M. A., Vegas, R. y González Lodeiro, F. (1990):
Structure of the Central Iberian Zone. En: Pre Mesozoic
Geology of Iberia (Dallmeyer y Martínez García, Eds).
Springer Verlag, Berlín Heidelberg, 172-188.
Díez-Balda, M. A., Ayarza-Arribas. P. y Martínez-Catalán J.R.
(1992): El cizallamiento dúctil subhorizontal de la segunda
fase hercínica al Sur de Salamanca: Engrosamiento y colap-
57
so extensional. En: Simposios III Congreso Geológico de
España, Tomo 2, 365-374.
Diot. H., Bouchez, J.L. Boutaleb, M. y Macaudiere, J. (1987) :
Le granite d’Oumés (Maroc central): structure de l’etat
magmatique à l’etat solide et modéle de mise en place.
Bulletin Société Géologique France, III (1) : 157-168.
Ernst, R. E. y Pearce, G. W. (1989): Averaging of anisotropy of
magnetic susceptibility data. En: Estatistical Applications in
the Environment (F.P. Agterberg y G.F.G.Bonham-Carter,
Eds.). Papers of the Geology Survey of Canada, 89 (9): 297305.
Escuder, J; Rodríguez Fernández, L.R; Villar Alonso, P;
Fernández, J; Díez Montes, A; Mediavilla, R; y Sanz Santos,
M.A. (2000): Mapa Geológico de España 1:50.000, hoja nº
476 (Villavieja de Yeltes). IGME, Madrid.
Fischer, R.A. (1953): Dispersion on a sphere. Proceedings
Real Society London, A 217: 295-305.
García De Figuerola, L.C. (1971): Una estructura interesante:
El sinclinal Ordovícico – Silúrico de Sequeros – Ahigal de
los Aceiteros. Studia Geologica Salmanticensia, II: 45-56.
García Garzón, J. y Locutura, J. (1981): Datación por el método Rb-Sr de los granitos de Lumbrales - Sobradillo y Villar
de Ciervo- Puerto Seguro. Boletín Geológico y Minero, XCII
(I): 68-72.
García López-Davalillo, J.C. (1993): Estudio estructural del
emplazamiento de granitoides en la Sierra Paramera (Avila)
mediante Análisis de Anisotropía de Susceptibilidad Magnética y de microestructuras. Tesis de Licenciatura, Univ. de
Salamanca, 91 p.
Gleizes, G., Nédélec, A., Bouchez, J.-L., Autran, A. y Rochette,
P. (1993) : Magnetic susceptibility of the Mont-Louis Andorra ilmenite-type granite (Pyrenees): a new tool for the
petrographic characterization and regional mapping of
zoned granite plutons. Journal of Geophysical Research, 98:
4317-4331.
González Clavijo, E., Álvarez, F. y Díez Balda, M.A. (1991):
La cizalla de Villalcampo - Zamora: Geometría, cinemática
y condiciones de la deformación asociada. Cuadernos del
Laboratorio Xeoloxico de Laxe, 16: 203-219. A Coruña.
Graham, J.W. (1954): Magnetic Anisotropy, an unexploited
petrofabric element. Geological Society of America Bulletin,
65: 1257-1258.
Hibbard, M.J. (1987): Deformation of incompletely
crystallized magma systems: granite gneisses and their
tectonic implications. Journal of Geology, 95: 543-561.
Lagarde, J.L., Brun, J.P. y Gapais, D. (1990) : Formation des
plutons granitiques par injection et expansion latérale dans
leur site de mise en place: une alternative au diapirisme en
domaine épizonal. Contes Rendus Académie Sciences de
Paris, Sér. II, 310; 1109-1114.
Launeau, P. (1990) : Analyse numérique des images et
orientations préferentielles de forme des agregats
polyphasés: application à l’analyse cinématique des
granites. Tesis, Univ. Toulouse, 180 p.
Leblanc, D., Gleizes, G., Lespinasse, P., Olivier, P. y Bouchez,
J.L. (1994) : The Maladeta granite polydiapir, Spanish
Pyrenees: a detailed magneto-structural study. Journal of
Structural Geology, 16: 223-235.
Leblanc, D., Gleizes, G., Bouchez, J.L. y Tubía, J.M. (1992):
El polidiapirismo del macizo granítico de La Maladeta (Pirineos). En: Simposios del III Congreso Geológico de España.
Salamanca, Tomo 2, 117-122.
López Plaza, M. y Carnicero, A. (1987): El plutonismo
hercínico de la penillanura salmantino zamorana (centroRevista de la Sociedad Geológica de España, 19(1-2), 2006
58
oeste de España): Visión de conjunto en el contexto
geológico regional. En: Geología de los granitoides y rocas
asociadas del Macizo Hespérico (Libro homenaje a L.C.
García de Figuerola) ( F. Bea, A. Carnicero, J.C. Gonzalo,
M. López Plaza y M.D. Rodríguez Alonso, Eds.), Rueda,
Madrid, 87-193.
Marsh, B.D. (1982): On the mechanics of igneous diapirism,
stoping and zone meeting. American Journal of Science,
282: 808-885.
Neves, S. P., Araújo, A.M.B., Correira, P.B. y Mariano, G.
(2003): Magnetic fabrics in the Cabanas Granite (NE
Brazil): interplay between emplazament and regional fabrics
in a dextral transpressive regime. Journal of Structural
Geology, 25: 441-453.
Nagata, T. (1961): Rock magnetism. Maruzen, Tokio, 350 p.
Pignotta, G.S. y Benn, K. (1999): Magnetic fabric of the
Barrington Passage pluton, Meguma Terrane, Nova Scotia:
A two-stage fabric history of syntectonic emplacement.
Tectonophysics, 307: 75-92.
Pryer, L.L. (1993) : Microstructures in feldspars from a major
cristal thrust zone: The Greenville Front, Ontario, Canada.
Journal of Structural Geology, 15, 21-36.
Rochette, P., Jackson, M. y Aubourg, C (1992) : Rock
magnetism and the interpretation of anisotropy of magnetic
susceptibility. Reviews of Geophysics, 30; 209-226.
Rodríguez Alonso, M.D. (1985): El Complejo EsquistoGrauváquico y el Paleozoico en el centro-oeste español.
Acta Salmanticensia, Serie Ciencias, 51: 174 p.
Román-Berdiel, T., Pueyo-Morer, E. L. y Casas-Sainz, A. M.
(1995a): Granite emplacement during shortening and normal faulting: structural and magnetic study of the Veiga
Massif (NW Spain). Journal of Structural Geology, 17:
1689-1706.
Román-Berdiel, T., Gapais, D. y Brun, J. P. (1995b) : Analogue
models of laccolith formation. Journal of Structural Geology
17, 1337-1347.
Román-Berdiel, T., Casas, A. M., Oliva-Urcia, B., Pueyo, E. L.
y Rillo, C. (2004): The main Variscan deformation event in
the Pyrenees: new data from the structural study of the
Bielsa granite. Journal of Structural Geology, 26: 659-677.
Rousset, R. y Daly, L. (1969) : Sur la cohérence de la foliation
magnétique du granite porphyroïde d’Egletons (Corrèze).
Revista de la Sociedad Geológica de España, 19(1-2), 2006
Contes Rendus Académie Sciences de Paris, Série D, 268 :
1912-1915.
Simpson, C. (1985): Deformation of granitic rocks across the
brittle-ductile transition. Journal of Structural Geology, 7:
503-511.
Simpson, C. y Wintsch, R.P. (1989): Evidence for deformationinduced K-feldspar replacement by myrmequite. Journal of
Metamorphic Geology, 7: 261-275.
Tarling, D.H. y Hrouda, F. (1993): The magnetic anisotropy of
rocks. Chapman & Hall, London, 217 p.
Tribe, I.R. y D’lemos, R.S. (1996): Significance of a hiatos in
down-temperatura fabric development within syn-tectonic
quartz diorite complexes, Channel Islands, U.K. Journal
Geological Society of London, 153: 127-138.
Valle Aguado, B., Martínez Catalán, J.R. y Acevedo, M.R.
(2000): Structure of the wewstern termination of the Juzbado
– Penalva do Castelo Shear Zone (Western Iberian Massif).
Variscan – Appalachian Dynamic: The Building of the
Upper Paleozoic basement. Basement Tectonics 15, A Coruña, Spain. Program and Abstracts, 287-291.
Villar Alonso, P., Escuder Viruete, J., y Martínez Catalán, J.R.
(1992): La zona de cizalla de Juzbado- Penalva do Castelo
en el sector español. En: Simposios del III Congreso
Geológico de España, Tomo 2, 446-456. Salamanca.
Yenes, M., Álvarez Lobato F. y Gutiérrez Alonso, G. (1999):
Granite emplacement in orogenic compressional conditions:
the La Alberca – Béjar granitic area (Spanish Central
System, Variscan Iberian Belt). Journal of Structural
Geology, 21: 1419-1440.
Manuscrito recibido el 25 de abril de 2005
Aceptado el manuscrito revisado el 17 de octubre de 2005